estructura y composición de la tierra

TEMA2: ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
INTRODUCCIÓN:
Hipergalaxias
3000
Grupo Local (30 galaxias)
Galaxias (1011 estrellas)
70 millones
Vía Láctea - Andrómeda
Espiral 120.000 mill estrellas
Diámetro 100.000 años luz
Sistemas Solares
Diámetro 160.000 millones km
Estrellas
Sol
Planetas
Asteroides, cometas, meteoritos ...
Sistema Solar:
Sol: Radio 109 radios terrestres.
Tamaño 1.279.000 veces la Tierra.
Densidad 1,4 gr/cc (en el núcleo 100 gr/cc)
Gravedad 273 cm/s2. Rotación cada 25 días. Tª sup de 6000 ºC
Composición 70 % hidrógeno y 27 % helio.
Ecuación solar:
4H11
He42 + 2 e0-1 + 24,5 MeV
Planetas:
4 interiores: Pesados (densidad mayor 4 gr/cc) con Fe, S, Si, Mg ...
5 exteriores: Gaseosos, líquidos con H, He, Hielo ....
Asteroides:
30.000 cuerpos celestres coplanarios entre Marte y Júpiter.
El mayor Ceres de 700 km de diámetro.
Ley de Bode Tithyus:
0, 3, 6, 12, 24, 48 ....... + 4 y : 10
0,4, 0,7, 1, 1,6, 2,8, 5,2
M V T M
J ……. 2,8 son los asteroides
Satelites:
Cuerpos astrales que giran alrededor de los planetas.
Júpiter: Ganímedes, Io, Calisto, Europa (mayores de 3.000 km) Visible Galileo.
Saturno: Titán, Japeto, Rea .... total 10.
Meteoritos:
Fragmentos rocosos que pueden atravesar la atmósfera terrestre.
Cometas:
Cuerpos que describen órbitas excéntricas compuestos por hielo, NH3,
CO2 ... (Hay unos 1000). Halley.
Planeta Dist sol millkm Diámetro km
Mercurio
58
4.840
Venus
108
12.000
Tierra
149
12.700
Marte
225
6.800
Júpiter
775
140.000
Saturno
1.420
117.000
Urano
2.880
50.000
Neptuno
4.500
44.700
Plutón
5.900
4.800
Planeta
Mercurio
Venus
Tierra
Marte
Júpiter
Saturno
Urano
Neptuno
Plutón
Rotación
59 días
243 días
1 día
24 horas
9 horas
10 horas
10 horas
15 horas
6 horas
Gases atmosféricos
Poco CO2
CO2, H2O, ClH, FH
N2, O2, H2O, CO2
CO2, H2O, CH4, NH3
H2, He, NH3, CH4
Como Júpiter
Como Júpiter
Como Júpiter
Gases solidificados .
Masa/tierra
0,06
0,81
1
0,12
317
95,2
14,6
17,3
Densidad
5,5
5,25
5,52
4
1,34
0,68
1,6
2,3
Satélites Translación Tª superf ºC
0
88 días
350 a – 150
0
225 días
425 a 75
1
1 año
70 a –50
2
1,9 años
22 a –70
12
11,9 años
-130
10
29,7 años
-180
5
83,7 años
-190
2
166 años
-220
0
247,7 años
0 absoluto
MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE
DIRECTOS:
Lo constituyen los sondeos (mayor 12.000 metros Kola rusos) y los
pozos-yacimientos ...
INDIRECTOS:
DENSIDAD TERRESTRE:
Se basa en la ley de gravitación universal
F = G·
F = m· g
m· g = G
MT
m
r2
MT
r2
g ·r 2
MT =
= 6·10 27 gr
G
g =G
ρ=
M ·m
d2
MT
= 5,517 gr / cc
VT
4 3
πr = 1,1.10 cc
3
M = 6·10 27 gr
VT =
Si la densidad en superficie es de 2,8 g/cc y la media es de 5,1 g/cc, se infiere
que en el centro de la tierra tiene que ser próxima a 10 para que se llegue a esa media
El hierro y el níquel presentan densidades próximas a esos valores.
GRADIENTE DE PRESIÓN
A 3 km de profundidad la presión es de 8.000 atm
y en el núcleo cerca de 3,5 mill de atmósferas.
Los átomos que mejor soportan esas presiones son los de menor volumen
atómico: el hierro y el níquel presentan pequeño volumen atómico.
FLUJO TÉRMICO
Es el calor que desprende la Tierra procedente de su
interior por:
dT
Etapas iniciales de formación del planeta
Q=K
238
232
235
40
dZ
Desintegración de isótopos radioactivos: U , Th , U , K ...
conductividad K
gradiente geotérmico
El gradiente geotérmico es el incremento de la temperatura con la profundidad
y varía (en Europa es 1 ºC cada 33 metros, en Sudamérica es cada 40 m y en Äfrica es
cada 100 metros).
Q = 1,5·10 −6 cal / cm 2 s ( H .F .U .)
El Q medio es de 1,5 HFU (en escudos es de 0,98 y en dorsales de 1,9 HFU).
Transporte de calor:
Conducción: se transmite por excitación y vibración de los átomos sin
transporte de masa: litosfera, núcleo externo.
Convección: se da en fluidos que se mueven por gravedad debido a las
diferencias de densidad producidas por la diferencia de temperatura: astenosfera, NE
Radiación: se da en gases y en el vacío. El sol.
MAGNETISMO TERRESTRE:
La Tierra se comporta como un gran imán. Los minerales ferromagnéticos se orientan
en función del campo magnético existente en ese momento. La declinación es de
aproximadamente 10º para Benavente.
Origen: la existencia de un núcleo externo líquido donde hay movimiento de
electrones que transforman su energía mecánica en magnética.
Este movimiento nos hace pensar que hay alguna capa en estado líquido y que
el movimiento de rotación genera el campo magnético: el núcleo externo.
METEORITOS:
Fragmentos de pequeño tamaño que impactan en la superficie
terrestre. El mayor (25 m) Arizona: 1.200 metros cráter y 180 m profundidad.
Tipos:
Aerolito:
corteza, silicato >> Fe ρ = 3,5 g/cc
Siderolito:
mato, silicato < Fe ρ = 5 g/cc
Siderito:
núcleo Fe >> Ni > S, Co, Cu, Al ...
GRAVEDAD
F = G·
M ·m
d2
G = 6,67·10−11
m
kg·s 2
Constante de Cavendish 1.731 - 1.810
F = m2 · g
En la superficie terrestre la aceleración es g
m1 ·m2
r2
m
g = G 21
r
2
g = 9,81m / s = 981gal (cm / s 2 )
m2 g = G
La gravedad sería la misma en toda la superficie terrestre si se dieran las tres:
- La Tierra fuera esférica.
- No tuviera movimiento de rotación.
- Densidad uniforme.
Como esto no es así, la gravedad varía y lo hace de la siguiente forma:
1º.- Achatamiento polar (40 %):
La Tierra no es una circunferencia,
sino una elipse: radio ecuatorial 6.378 km y el polar de 6.357 km.
En el ecuador la gravedad es 1/547 veces menor que en los polos (un
objeto que en el polo pese 547 Kp en el ecuador pesa 546 Kp).
Elipse: genera un elipsoide de rotación
RE − RP
1
=
RE
298,2
Achatamiento polar
2
2º.- Movimiento de rotación (60%):
La aceleración centrífuga es mayor
en el ecuador que en los polos.
La gravedad en el ecuador es 1/286 veces menor que en el polo.
1
1
1
+
=
289 547 189
Un objeto que en el polo pesa 189 Kp en el ecuador pesa 188 Kp.
La fórmula para calcular la gravedad teórica en un punto de la Tierra es:
g λ = g E (1 + αsen 2θ + β sen 2 2θ ) miligales
g E = gravedad − ecuador = 978.031,85miligal
α = 5,3024·10 −3
La gravedad 0º latitud es 974,04 gal
45º
980,62
90º
983,21
β = 5,9·10 −6
θ = latitud − grados
Una vez calculado el valor teórico de la gravedad gλ teniendo presente la
rotación y el achatamiento anteriormente señalados, el valor de la gravedad observada
go puede no coincidir con el teórico gλ.
Esto se debe a variaciones de densidad en algunos lugares con la profundidad.
Se usan gravímetros con variaciones de 10-5 gales.
Hay que hacer tres correcciones:
a.- Corrección al aire libre:
Se debe a que un punto puede estar a una altitud
distinta de 0 m pero en el aire.
La gravedad disminuye 0,3083 miligales/metro altitud.
A esto se llama anomalia aire libre
b.- Corrección Bouguer:
El punto está por encima del nivel del mar y
presenta sustrato entre él y el nivel cero (montaña).
c.- Corrección topográfica de la gravedad:
Se debe a las desviaciones que el
relieve realiza en el valor de g en una zona afectada por la presencia o ausencia de
grandes masas de materia.
∆g B = g O − [g λ − 0,3089 h + δg B − δg T ]
∆g B = Anomalía − Bouguer
δg B = 2πGρh = 0,1miligalesm etro
δg T = corrección − topográfic a
La anomalía de Bouguer ∆g B puede ser:
POSITIVA (observado > teórico): material más denso. Se da en zonas oceánicas.
NEGATIVA (observado < teórico): material menos denso. Se da en zonas continentales.
Forma de la Tierra:
ELIPSOIDE:
Superficie engendrada por una elipse al girar sobre uno de sus ejes
GEOIDE:
Superficie equipotencial para la gravedad
La plomada es perpendicular al geoide.
Coincide con el nivel del mar, bajo el elipsoide, en zonas
oceánicas y sobre el elipsoide en zonas continentales.
Tiene forma de pera.
La altitud de un punto se da sobre él.
TIERRA REAL:
Forma real topográfica del relieve.
ISOSTASIA
Isos: igual, stasis: equilibrio.
Uso de la plomada: apunta al centro de masa de la Tierra.
Si hay una pirámide próxima se desviará hacia ella, dependiendo del tamaño y
la densidad de la misma (corrección topográfica).
“Misterio de la India”:
Sir Everest s. XIX 1840 en el Himalaya calculó la
desviación teórica prevista en función del volumen de la misma.
La desviación que posteriormente observó era mucho menor que la inicialmente
calculada (por el volumen y densidad de la montaña del Himalaya).
Explicación:
Bajo la montaña los materiales son menos densos de lo previsto.
Dos modelos isostáticos trataron de reflejar esa explicación:
Modelo isostático de Pratt:
Los
bloques
presentan distinta densidad (mayor en los océanos,
menor en los continentes) alcanzando el nivel de
compensación a los 100 km de profundidad.
Modelo isostático de Airy:
Todos
los
bloques presentan igual densidad y volúmenes
diferentes (menor en los océanos y mayor en los
continentes) alcanzando el nivel de compensación a
los 60 km.
El modelo verdadero se determinó por estudios sísmicos: Mohorovicic.
Ejemplos de fenómenos isostáticos lo constituye Escandinavia que en la época
glaciar se encontraba hundida y la postglaciar se ha ido levantando 1 m cada 100 años
(100 metros en estos últimos 10.000 años)
Los movimientos pueden ser:
Orogénicos: son movimientos horizontales que generan montañas.
Epirogénicos: son movimientos verticales, con levantamiento hundimient
SISMICIDAD
La sismología estudia las ondas elásticas producidas por un terremoto y
que se propagan en todas direcciones.
Tipos de ondas:
ONDAS P:
K+4 µ
3
VP =
ρ
K = incompresibilidad
µ = rigidez
ρ = densidad
VS =
µ
ρ
Primarias o P.
Mayor velocidad: 12 km/s.
Comprimen y dilatan la materia: compresión.
Transmiten en sólidos, líquidos (gas)
Son semejantes a las del sonido.
Las partículas vibran en igual sentido que la perturbación.
ONDAS S:
Secundarias o S.
Velocidad de 7 km/s.
Son transversales.
Vibran en sentido perpendicular a la perturbación .
Sólo se transmiten en medios sólidos.
En líquidos desaparecen µ = 0.
ONDAS L:
Superficiales
Se propagan en los primeros 30 km
Velocidad de 3 km/s.
Gran amplitud: catástrofes de los terremotos.
Dos tipos:
Love:
Movimiento de la partícula horizontal de izq a derch (horz)
El movimiento es perpendicular a la perturbación producid
Movimiento de un lado a otro (romen cimientos)
Rayleigh:
Semejantes a las ondas acuáticas de un estanque.
Las partículas describen elipses en un plano vertical.
La velocidad de las ondas love es mayor que las rayleigh
Leyes de propagación de las ondas sísmicas
Reflexión:
El ángulo de incidencia y el de reflexión valen lo mismo
Refracción:
Sigue las leyes de Snell:
Seno − anguloincidencia V1
=
Seno − angulorefracción V2
Cuando V1 < V2 el ángulo incidencia es < ángulo refracción.
Cuando V1 > V2 el ángulo incidencia es > ángulo refracción.
Al ángulo de incidencia que le corresponde uno de refracción de
90º se le denomina ángulo límite.
Tres posibles casos:
Incidencia < Ángulo límite : la onda se refracta.
Incidencia = Ángulo límite : el de refracción vale 90º.
Incidencia > Ángulo límite : la onda se refleja.
Mohorovicic:
En 1900 el geofísico Andres Mohorovicic que había instalado en
Yugoslavia 89 estaciones sismológicas observa que después de un terremoto en el
observatorio Sismológico de Zagreb algunas irregularidades.
El terremoto ocurrido el 8 de octubre de 1909 presentaba dos frentes de onda:
1º frente de onda P1 y S1
2º frente de onda P2 y S2
¿Por qué dos frentes de un mismo terremoto? Comprobó que los aparatos
funcionaban bien y que el hipocentro había ocurrido a 40 km de profundidad.
La explicación que propuso fue la siguiente:
Los dos frentes de onda han
seguido caminos diferentes: el primer frente por el camino más corto y el segundo
habría sufrido desviaciones al cambiar de medio, llegando más tarde y recorriendo un
mayor camino.
Primer frente onda camino más corto
Observatorio
2ª frente
Hipocentro
CORTEZA
MANTO
V1
V2
TERREMOTO POLO NORTE:
- 0º a 2º: unos 200 km de radio se reciben ondas P1 (5,6 km/s) y S1(3,4).
- 2º - 5º: de 200 a 800 km radio: reciben P1 y S1 y P2(8 km/s) y S2(4,5).
- 5º - 105º: de 800 a 11.500 km: sólo P2 y S2 (las P1 y S1 se debilitan)
Hasta aquí todo punto recibe ondas P y S.
- 105º - 145º: de 11.500 a 14.000 km: zona de sombra.
No se reciben ondas P, ni S, sólo “P debilitadas”.
- 145º - 180º: 14.000 – 20.000 km: sólo se reciben ondas P nítidas y débiles.
Estas tardan unos 22 minutos en atravesar el planteta.
Resultados:
a.- Existencia de una capa interna
líquida o fluida al no recibir ondas S más allá de
los 105º
b.- Capa interna sólida al recibir
ondas P debilitadas en la zona sombra.
c.- Entre 200 y 800 km se reciben
dos frentes de onda ya que viajan por dos
medios distintos: corteza y superficie del manto.
d.- Se puede calcular el espesor
de capas. Así calculó el espesor de la corteza,
siendo de 60 km en zonas continentales y sólo
15 en oceánicas (lo cual apoya el modelo
isostático de Airy).
Medida de un terremoto:
Usan sismogramas y hay dos escalas:
Ritcher: mide la magnitud o energía liberada y está comprendido entre los
valores de 0 y 10 (incluso negativos)
Un aumento de una unidad de magnitud incrementa la
lg E = 11,8 + 1,5M (ergios ) energía en 32 veces y de 2 en 1000 respecto a la inicial.
Magnitud 5 = 1012 julios (1 bomba atómica)
M = magnitud
Magnitud 6 = 32 veces la magnitud 5.
1J = 10 7 ergios.
El de mayor magnitud registrado: 8,9 - 9 (Tsunami de Indonesia); otros: 8,3
San Francisco, 8,5 en Chile ...
Mercalli: mide la intensidad del seismo. Es subjetiva y nos da idea de los
destrozos ocasionados. Se utilizan números romanos: I, II .... XII.
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
RESUMEN IMÁGENES INTERIOR TIERRA